Universidade Federal do Pará Faculdade de Geologia Instituto de Geociências
TRABALHO DE CONCLUSÃO DE CURSO
ELIAS ANTÔNIO CABRAL CORDEIRO
AURÉOLA DE METAMORFISMO DE CONTATO DA
PORÇÃO OESTE DO GRANITO MERUOCA –
NOROESTE DO CEARÁ
BELÉM–PARÁ FEVEREIRO–2011
AURÉOLA DE METAMORFISMO DE CONTATO DA PORÇÃO OESTE
DO GRANITO MERUOCA – NOROESTE DO CEARÁ
Trabalho de Conclusão de Curso apresentado à Faculdade de Geologia, Instituto de Geociências da Universidade Federal do Pará – UFPA, em cumprimento às exigências para a obtenção do grau de Bacharel em Geologia.
Orientadora: Profª. Drª. Rosemery da Silva Nascimento.
BELÉM-PA 2011
Dados Internacionais de Catalogação-na-Publicação (CIP) Biblioteca Geólogo Raimundo Montenegro Garcia de Montalvão C794c Cordeiro, Elias Antônio Cabral
Auréola de metamorfismo de contato da porção oeste do Granito Meruoca – Noroeste do Ceará / Elias Antônio Cabral Cordeiro; Orientador: Rosemery da Silva Nascimento – 2011
108 f. : il.
Trabalho de Conclusão de Curso (Graduação em Geologia) – Faculdade de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Pará, Belém, Quarto Período de 2010.
1. Metamorfismo (Geologia). 2. Granito Meruoca. 3. Formação Pacujá. 4. Petrografia. 5. Ceará (CE). I. Nascimento, Rosemery da Silva, orient. II. Universidade Federal do Pará. III. Título.
AURÉOLA DE METAMORFISMO DE CONTATO DA PORÇÃO OESTE
DO GRANITO MERUOCA – NOROESTE DO CEARÁ
Trabalho de Conclusão de Curso apresentado à Faculdade de Geologia, Instituto de Geociências da Universidade Federal do Pará – UFPA, em cumprimento às exigências para a obtenção do grau de Bacharel em Geologia.
Data da aprovação: ___/___/___ Conceito ___________________ Banca Examinadora:
__________________________________________ Profª. Rosemery da Silva Nascimento – Orientadora
Doutora em Geociências Universidade Federal do Pará
_________________________________________ Prof. José Augusto Martins Corrêa – Membro
Doutor em Geociências Universidade Federal do Pará
________________________________________ Prof. Ronaldo Lima Lemos – Membro
Mestre em Ciências Universidade Federal do Pará
A meus pais Elias e Rosa Cordeiro, minhas irmãs Érika e Elisa e famílias
Agradeço ao verdadeiro Deus, digno de receber a glória, a honra e o poder; porque criou todas as coisas, existem e foram criadas conforme tua vontade (Ap. 4:11). O autor agradece às seguintes pessoas e entidades que colaboraram para a realização deste trabalho:
À Universidade Federal do Pará pela infra-estrutura;
Ao Instituto de Geociências da Universidade Federal do Pará (UFPA);
À professora Drª. Rosemery Nascimento pela orientação, amizade, apoio, incentivo, paciência e por acreditar e confiar em mim;
Ao professor Dr. Paulo Gorayeb, pela co-orientação, amizade e ajuda no estudo petrográfico, assim como me ensinar o que é fazer geologia;
Ao professor Dr. Afonso Nogueira pela ajuda no estudo petrográfico dos arenitos. Aos meus amigos e colegas de graduação que, ao caminharmos juntos através desta luta na academia, rimos, choramos, brincamos e brigamos, tais como: François, Daniele Nascimento, Márcia Brasil, Gleidson Barros, Fabrício (Melhor do Mundo), Rômulo Borges, Mavic, Bruno Leal, Daniele Sarmanho, Wagner Vítor (vulgo Bok), Everton Dynelli, Alexandra Lalôr, Geane Carolina e Darlly Érika;
Ao Grupo de Petrologia e Evolução Crustal (GPEC), através dos colegas Rômulo, Gleidson, Vanessa, Luciana, Ediane, Suzana, Marilúcia, Mirlaine e Amanda;
Aos professores que contribuíram de maneira direta ou indireta para minha formação e amadurecimento nesta jornada na UFPA: Paulo Gorayeb, Rosemery Nascimento, Vizeu Pinheiro, Wladmir Távora, Mario Caputo, Cláudio Lamarão, Valéria Pinheiro, Marcio Santos, Netuno Villas, Vânia Barriga, Francisco Matos e Afonso Nogueira; A toda minha família pela paciência e complacência, especialmente a minha mãe guerreira e batalhadora, Rosa Cordeiro, que entre altos e baixos, tornou possível a realização deste sonho.
"O rio corta a rocha não por causa de sua força, mas por causa de sua persistência."
O metamorfismo de contato representa o melhor exemplo de transferência termal emanado por meio de plútons graníticos, em níveis crustais rasos, com transformações minerais e texturais nas rochas encaixantes, resultando em uma rocha maciça e extremamente compacta, designada de hornfels. Na região noroeste do Ceará, no Domínio Médio Coreaú, setor noroeste da Província Borborema, este tipo de metamorfismo tem sido relatado ao redor de corpos graníticos de dimensões batolíticas, que afloram principalmente perto de zonas de cisalhamento, como o Granito Meruoca. O presente trabalho objetiva caracterizar o metamorfismo de contato que ocorre nas rochas encaixantes da porção oeste do Granito Meruoca, representada pelos arenitos da Formação Pacujá (Grupo Jaibaras), por meio de análise petrográfica. O perfil estudado está localizado entre as cidades de Coreaú e Alcântaras (CE), seguindo pela estrada CE-241 em direção a Serra da Meruoca. Foram estudados 5 afloramentos (2008-TEC-01 a 05), com coleta de 14 amostras, na qual foram confeccionadas 15 lâminas. O estudo petrográfico revelou rochas sedimentares detríticas, que variam de arenitos a arenitos conglomeráticos e composicionalmente, arcósios a arcósios líticos impuros, contendo porções de composição pelítica, carbonática e básica. A primeira fase metamórfica (M0) é
representada pelas rochas fora da aureóla, que mostram transformações geradas pelo metamorfismo de soterramento e hidrotermal em condições de fácies xisto verde baixo, zona da clorita (T=300-350°C; P=2-3 kbar). A auréola inicia-se a aproximadamente 500 m do Granito Meruoca (fase M1), com a cristalização da
biotita, que não ocorre na fase M0, gerando uma rocha escura e muito compacta, em
condições de fácies albita-epidoto-hornfels, isógrada da biotita (350-400°C). No contato com o granito, pode ser visualizadas transformações a nível integral, exibindo rochas totalmente recristalizadas com estrutura nodular ou maculosa, típico de hornfels. A paragênese é formada por microclina + quartzo + plagioclásio + clinopiroxênio (diopsídio) + hornblenda, em condições de fácies hornblenda hornfels, isógrada da granada (T=600°C; P=2 kbar), na terceira fase metamórfica (M3). Esta
rocha foi classificada como diopsídio-horblenda-microclina hornfels.
Palavras-chave: Metamorfismo (Geologia). Granito Meruoca. Formação Pacujá.
The contact metamorphism represents the best example of thermal transfer emanated by granitic plutons at shallow crustal levels, with mineral and textural changes in rocks, resulting in an extremely compact and solid rock, called a hornfels. In the northwestern region of Ceará State, in the Médio Coreaú Domain, northwestern sector of the Borborema Province, this type of metamorphism has been reported around the granitic batholiths, which arise mainly near shear zones, such as Granite Meruoca. This work aims to characterize the contact metamorphism that occurs in host rocks of the western portion of the Granite Meruoca, represented by the sandstones of the Pacujá Formation (Jaibaras Group) through petrographic analysis. The studied profile is located between the cities of Alcântara and Coreaú (CE), following the road CE-241 toward the Meruoca Mountains. We studied 5 outcrops (2008-TEC-01 to 05), with collect 14 samples, which were made 15 thin sections. The petrographic study revealed detrital sedimentary rocks, ranging from sandstone to conglomeratic sandstones and compositionally, impure arkose to lithic arkose, containing portions of pelitic, carbonate and basic composition. The first metamorphic stage (M0) is represented by the rocks outside from the aureole, which
show changes generated by burial and hydrothermal metamorphism in conditions of low greenschist facies, chlorite zone (T=300-350°C; P=2-3 kbar). The aureole starts at approximately 500 m from the Meruoca Granite (stage M1), with crystallization of
biotite, which does not occur in stage M0, creating a dark and very compact rock in
conditions of facies albite-epidote-hornfels, the biotite isograd (350-400°C). On contact with granite, can be viewed at full transformations, displaying rocks totally recrystallized, with structure nodulose or maculose, typical of hornfels. The paragenesis is composed of microcline + quartz + plagioclase + clinopyroxene (diopside) + hornblende in conditions of hornblende hornfels facies, garnet isograd (T = 600°C; P=2 kbar) in the third metamorphic stage (M3). This rock was classified as
diopside-hornblende-microcline hornfels.
Keywords: Metamorphism (Geology). Meruoca Granite. Pacujá Formation.
FIGURA 1- Mapa de localização da região noroeste do Ceará, com destaque para a Serra da Meruoca e a área de trabalho. ... 15 FIGURA 2- Distribuição das províncias estruturais no território brasileiro, os domínios da Província Borborema, mapa geológico simplificado do Domínio Médio Coreaú e a área de trabalho. ... 20 FIGURA 3- Diagrama P-T mostrando os campos das várias fácies metamórficas. 40 FIGURA 4- Visão geral dos afloramentos constituídos por arenitos arcoseanos (2008-TEC-01) ... 47 FIGURA 5- Conglomerado sedimentar com clastos de até 20 mm imersos em uma matriz muito fina (2008-TEC-01) ... 48 FIGURA 6- Detalhe de clastos isolados de até 25 mm, recristalizados, exibindo bordas de reação (2008-TEC-03). ... 48 FIGURA 7- Presença de intenso fraturamento nos arenitos (2008-TEC-01). ... 49 FIGURA 8- Afloramentos à margem da estrada com topos abaulados
(2008-TEC-04). ... 49 FIGURA 9- Arenito totalmente recristalizado, transformado em hornfels
(2008-TEC-05A). ... 50 FIGURA 10- Características macroscópicas dos arenitos (2008-TEC-01) ... 51 FIGURA 11- Contato intrusivo entre o Granito Meruoca e os arenitos da Formação Pacujá (2008-TEC-05B). ... 53 FIGURA 12- Aspecto macroscópico do Granito Meruoca coletado na pedreira do ponto 2008-TEC-02. ... 53 FIGURA 13- Fotomicrografias em nicóis cruzados dos arenitos no ponto
2008-TEC-01 ... 62 FIGURA 14- Fotomicrografias em nicóis cruzados das rochas no ponto
2008-TEC-03 e 04. ... 63 FIGURA 15- Fotomicrografias em nicóis cruzados dos hornfels no ponto
2008-TEC-05A.. ... 63 FIGURA 16- Fotomicrografias em nicóis cruzados dos hornfels no ponto
2008-TEC-05B ... 64 FIGURA 17- Aspecto microscópico do Granito Meruoca (nicóis cruzados) em porções próximas ao contato (2008-TEC-02). ... 66
1. INTRODUÇÃO ... 12 1.1 APRESENTAÇÃO ... 12 1.2 OBJETIVOS ... 13 1.3 LOCALIZAÇÃOEACESSO ... 14 1.4 ATIVIDADESEMÉTODOS ... 16 2 GEOLOGIA REGIONAL ... 18 2.1 GENERALIDADES ... 18
2.2 PRINCIPAISUNIDADESLITOESTRATIGRÁFICAS ... 21
2.2.1 Grupo Martinópole ... 22 2.2.2 Grupo Ubajara ... 23 2.2.3 Grupo Jaibaras ... 25 2.2.4 Suíte Parapuí ... 27 2.2.5 Unidades Plutônicas ... 28 2.2.6 Formação Aprazível ... 33 3 O METAMORFISMO DE CONTATO ... 36 3.1 CARACTERÍSTICASGERAIS ... 36
3.2 FATORESDOMETAMORFISMODECONTATO ... 37
3.3 FÁCIESDOMETAMORFISMODECONTATO ... 38
4 CONHECIMENTO DO METAMORFISMO DE CONTATO DO GRANITO MERUOCA ... 41
5 APRESENTAÇÃO DOS RESULTADOS ... 44
5.1 GEOLOGIADOCONTATOENTREOGRANITOMERUOCAEAFORMAÇÃO PACUJÁ ... 44
5.2 PETROGRAFIA ... 54
5.2.1 Rochas Encaixantes – Formação Pacujá ... 54
5.2.2 Granito Meruoca ... 65
6 METAMORFISMO E AUREÓLA DE CONTATO ... 67
7 CONSIDERAÇÕES FINAIS ... 71
REFERÊNCIAS ... 73
ANEXO A - MAPA GEOLÓGICO E DE AMOSTRAGEM ... 81
ANEXO B - BANCO DE DADOS DE AMOSTRAGEM ... 83
ANEXO C - DESCRIÇÃO DOS AFLORAMENTOS ... 85
1. INTRODUÇÃO
1.1 APRESENTAÇÃO
O presente estudo, sob o título de “Auréola de Metamorfismo de Contato da Porção Oeste do Granito Meruoca – Noroeste do Ceará” constitui a atividade final relacionada ao Trabalho de Conclusão de Curso (TCC), ofertada pela Faculdade de Geologia do Instituto de Geociências da Universidade Federal do Pará (UFPA) e está vinculado ao “Projeto de mapeamento das Folhas Sobral, Ipu e Frecheirinha”, financiado pela Companhia de Pesquisa e Recursos Minerais (CPRM), em parceria com o Instituto de Geociências da UFPA, que tem como finalidade detalhar o mapeamento geológico da região noroeste do Ceará.
A área de trabalho está localizada principalmente entre as cidades de Coreaú e Alcântaras, no noroeste do Estado do Ceará (CE) e corresponde a entidade geotectônica conhecida como Domínio Médio Coreaú, no noroeste da Província Borborema, edificada no Neoproterozóico (BRITO NEVES; SANTOS; VAN SCHMUS, 2000; ALMEIDA et al., 1977), situada no nordeste brasileiro. Após a consolidação desta província foram gerados diversos plútons graníticos pós-orogênicos (pós-tectônicos), geralmente em descontinuidades crustais.
Um dos principais corpos aflorantes no noroeste do Ceará é o Granito Meruoca, que corresponde geomorfologicamente à Serra da Meruoca e Rosário, com elevação média entre 100 e 1020 m, estando localizado a aproximadamente 7 km a sudeste do município de Sobral (CE), principal cidade da região. Este maciço granítico possui dimensões batolíticas, com cerca de 510 km², forma retangular e orientação na direção NE-SW, sendo truncado pela falha Café-Ipueiras na margem SE, que o delimita com o Gráben Jaibaras, uma megaestrutura com 120 km de extensão, 10-20 km de largura e direção NE-SW, com ramificações para norte em contato com o Granito Meruoca (OLIVEIRA, 2001) e que abriga a seqüência metavulcanossedimentar representada pelo Grupo Jaibaras, formada pelos conglomerados polítimícos da Formação Massapê, além dos arenitos, conglomerados, pelitos e ardósias da Formação Pacujá, intercalados a derrames vulcânicos a subvulcânicos da Suíte Parapuí.
Estas rochas já foram alvo de diversos estudos de cunho geológico, petrológico e geocronológico nos últimos 68 anos, entretanto, ainda existem diversas
questões a ser elucidadas sobre suas rochas encaixantes e relações de contato, sendo que não existem estudos pormenorizados sobre o metamorfismo de contato no Granito Meruoca.
Este trabalho compreende os arenitos da Formação Pacujá (Grupo Jaibaras), que são as rochas encaixantes no contato com o Granito Meruoca em sua porção oeste-sudoeste e visa estudar o metamorfismo de contato impresso nestas rochas por meio de observações de campo e análise petrográfica.
1.2 OBJETIVOS
Diversas referências sobre a geologia do Noroeste do Ceará são encontradas na literatura científica, merecendo destaque os que tiveram como objetivo estabelecer as relações estratigráficas entre os Granitos Meruoca e Mocambo com as encaixantes, como por exemplo, Costa et al. (1979), Gorayeb et al. (1988), Jardim de Sá et al. (1979), Nascimento et al. (1981) e Oliveira e Mohriak (2003).
As rochas que estão em contato com o Granito Meruoca incluem tanto litologias gnáissico-migmatíticas do embasamento pertencentes ao Complexo de Granja, quanto unidades supracrustais, compreendendo os metassedimentos dos grupos Martinópole, Ubajara e Jaibaras.
A relação de contato entre este granito e algumas formações é de natureza tectônica, como evidenciado na falha Café-Ipueiras para parte do Grupo Jaibaras. Entretanto, em diversos pontos nas rochas encaixantes relacionadas ao granito encontram-se evidências de contatos do tipo intrusivo, com a presença do metamorfismo de contato e ocorrência de hornfels (termometamorfitos) localizados, sobretudo, na porção oeste e norte (COSTA et al., 1979). Pela diversidade e natureza das rochas encaixantes, assim como a freqüência de importantes descontinuidades estruturais impostas após a colocação do plúton, não há uma auréola de contato homogênea bordejando o batólito, tal como ocorre no Granito Mucambo, que se encontra localizado aproximadamente 15 km a sudoeste do Granito Meruoca (DANNI, 1972; GORAYEB; COIMBRA, 1995).
Nesse sentido torna-se necessário investigar a ocorrência e influência do metamorfismo de contato, sobretudo na porção oeste com o Granito Meruoca, onde
aflora uma das melhores exposições deste tipo de metamorfismo. Essas rochas são compostas atualmente pelos metarenitos do Grupo Jaibaras (COSTA et al., 1979) inserido no contexto geotectônico do Domínio Médio Coreaú (BRITO NEVES; SANTOS; VAN SCHMUS, 2000).
Este trabalho tem como objetivo principal desenvolver um estudo do ponto de vista essencialmente geológico e petrográfico sobre o metamorfismo de contato localizado na borda oeste do Granito Meruoca, com a finalidade de identificar as associações minerais, determinar fácies metamórficas e separar zonas de influência do metamorfismo de contato impressas nas rochas encaixantes, utilizando principalmente os trabalhos clássicos de Turner (1981), Winkler (1977) e Yardley (2004), além de diversos artigos de cunho petrológico.
1.3 LOCALIZAÇÃO E ACESSO
A área de trabalho está localizada na região nordeste do Brasil, no noroeste do Estado do Ceará (Figura 1) e compreende um polígono de aproximadamente 193 km2, com coordenadas limitadas pelos paralelos 3°31’37” e 3°39’13” de latitude sul e pelos meridianos 40°31’50” e 40°39’24” de longitude oeste, inserida parcialmente na porção nordeste da folha SA.24-Y-C-VI (Folha Frecheirinha), de escala 1:100.000.
O acesso é feito principalmente por meio rodoviário, partindo da cidade de Belém (PA) pela rodovia BR-316, atravessando o estado do Maranhão até chegar à cidade de Teresina (PI). A partir daí percorre-se a BR-343 até Piripiri (PI), seguindo pela BR-222 até a cidade de Sobral (CE), distante 238 km da capital Fortaleza (CE). A partir de Sobral segue-se pela a rodovia BR-222 até Aprazível (CE), tomando rumo norte pela CE-364, percorrendo aproximadamente 24 km em direção a cidade de Coreaú (CE) até o cruzamento com a CE-241, finalmente seguindo em direção ao município de Alcântaras (CE).
Figura 1- Mapa de localização da região noroeste do Ceará, com destaque para a serra da Meruoca e
a área de trabalho.
1.4 ATIVIDADES E MÉTODOS
Os procedimentos metodológicos incluíram pesquisa bibliográfica, expedição de campo, atividades laboratoriais e integração dos dados.
A pesquisa bibliográfica deteve-se na consulta de diversos artigos que destacam a geologia da Província Borborema, com enfoque no Domínio Médio Coreaú, os Grupos Jaibaras e Ubajara e o Granito Meruoca, assim como obras de referência aplicadas à petrologia e ao metamorfismo de contato, estudos experimentais sobre a colocação de corpos intrusivos e seu efeito nas rochas encaixantes.
A expedição de campo utilizou os métodos clássicos da geologia de campo, como estudo de afloramentos e relações de contato, tomada de atitudes estruturais com bússola (tipo Brunton), localização dos pontos por meio de GPS em perfis transversais às bordas do batólito, no período de 6 dias, durante a realização da disciplina Estágio de Campo II, ofertada pela Faculdade de Geologia da UFPA em dezembro de 2008. Foram coletadas 14 amostras para estudo. O perfil inicia-se a partir do cruzamento entre as rodovias CE-364 e 241, distante cerca de 2 km da cidade de Coreaú (CE) e segue pela CE-241 em direção a Serra da Meruoca até a vila de Pai João.
As atividades laboratoriais envolveram duas etapas:
1ª- Descrição macroscópica e estudo petrográfico de 15 lâminas delgadas originadas das amostras coletadas, que consistiu fundamentalmente na identificação mineralógica, classificação, análise textural e determinação de paragêneses metamórficas nas rochas encaixantes, executadas no Laboratório de Petrografia do Instituto de Geociências da Universidade Federal do Pará (UFPA), tendo por base os estudos de Turner (1981), Yardley (2004) e Yardley, Mackenzie e Guilford (1990).
2ª- Caracterização de fases minerais criptocristalinas através da Difração de Raios-X (DRX) pelo método do pó, utilizando-se equipamento marca PANalytical, modelo X’PERT MPD-PRO (PW 3040/60), com goniômetro PW 3050/60 (Theta/Theta) e tubo de raios-X cerâmico de anodo de Cu (Kα1 1,540598 Ǻ), modelo PW3373/00, foco fino longo, 2200 W, 60 KV. O detector utilizado é do tipo RTMS, X’Celerator. Os registros foram realizados no intervalo 5 a 75º 2θ. A aquisição e o tratamento de dados foram feitos com os softwares X’Pert Data Colletor, versão 2.1a, e X’Pert HighScore versão 2.1b, respectivamente, ambos da PANalytical. Os
equipamentos pertencem ao Laboratório de Raios-X do Instituto de Geociências da UFPA.
Para a parte cartográfica foi elaborado um mapa geológico integrado, que mostra os pontos de amostragem e as isotermas da auréola de contato (Anexo A). As bases cartográficas foram compiladas do mapa geológico da Folha Frecheirinha (GORAYEB et al., 2010), e editadas através dos softwares ArcGis, Global Mapper e Google Earth, no Laboratório de Cartografia Geológica (Geocart) da Faculdade de Geologia do Instituto de Geociências/UFPA.
O tratamento e a interpretação dos dados incluíram a utilização das informações obtidas na expedição de campo e atividades laboratoriais que foram integrados nesta monografia.
2 GEOLOGIA REGIONAL
2.1 GENERALIDADES
A Província Borborema (ALMEIDA et al., 1977) representa a província estrutural brasileira localizada no extremo leste da Plataforma Sul-Americana, compondo juntamente com as províncias São Francisco e Mantiqueira, o Escudo Atlântico. Foi definida inicialmente como uma ampla e complexa região de dobramentos (cinturão orogênico), dividida por falhas e cinturões de cisalhamento, onde foram gerados episódios magmáticos, tectônicos e termais, com consolidação e estruturação final ocorrida do final do Neoproterozóico (Ediacariano) ao início do Paleozóico (Cambriano), no evento designado de Ciclo Brasiliano (SANTOS; BRITO NEVES 1984). É limitada a sul pelo Cráton do São Francisco, a oeste pela Bacia do Parnaíba e a norte e leste pelas bacias sedimentares da margem costeira (Figura 2). Brito Neves, Santos e Van Schmus (2000) dividiram a província em cinco principais domínios estruturais: Médio Coreaú, Ceará Central, Rio Grande do Norte, Central (ou Transversal) e Sul (Figura 2).
A região noroeste do Ceará é representada pelo Domínio Médio Coreaú (DMC), localizado na margem noroeste da Província Borborema, com área de aproximadamente 10.000 km2 (FETTER et al., 1997). Este domínio crustal tem como limite ocidental o plúton Chaval e no limite sudeste a falha Sobral-Pedro II (Lineamento Transbrasiliano), uma grande zona de cisalhamento com direção NE-SW que tem como correspondente africano a falha Kandi ou Hoggar, que o separa do Domínio Ceará Central (BRITO NEVES; SANTOS; VAN SCHMUS, 2000). Em toda sua extensão sudoeste é recoberto pela Bacia do Parnaíba e na porção norte e nordeste pelos sedimentos costeiros.
O Domínio Médio Coreaú consiste de um embasamento formado por rochas metamórficas de alto grau juvenis (complexo gnáissico-migmatítico), datadas do final do Paleoproterozóico, que reúnem ortognaisses, migmatitos e granulitos, alguns com afinidades de suítes TTG (trondjhemito-tonalito-granodiorito) (SANTOS et al., 2001), sendo designado de Complexo Granja (NASCIMENTO et al., 1981). Sobrejacentes ao embasamento ocorrem além de seqüências plataformais rasas vulcano-sedimentares distais do Grupo Martinópole e pelítico-carbonáticos proximais do Grupo Ubajara, neoproterozóicos, que podem ser fragmentos capturados da
margem esquerda do cinturão africano Dahomeano-Farusiano em nosso continente durante a deriva pós-mesozóica (BRITO NEVES; CAMPOS NETO; FUCK, 1999), seguidos de unidades formadas por depósitos clásticos imaturos do Grupo Jaibaras, com intercalações de rochas vulcânicas de caráter bimodal da Suíte Parapuí.
Nestas seqüências supracrustias acima citadas estão alojados diversos plútons graníticos, como o Chaval e o Tucunduba (sin-tectônicos), Meruoca, Mucambo e Serra da Barriga (pós-tectônicos), que truncam tanto o embasamento quanto as rochas supracrustais, estando compartimentados ao longo do Lineamento Transbrasiliano.
Os granitos Meruoca e Mocambo desenvolvem aureólas de metamorfismo de contato, evidenciando nas rochas encaixantes o contraste térmico entre elas e os granitos. No Granito Meruoca a auréola é parcialmente mascarada por falhas posteriores à sua colocação, mas é registrada tanto no embasamento, quanto nas rochas supracrustais. Após a colocação do batólito Meruoca, ocorreu um último pulso deposicional na Bacia Jaibaras, de caráter rudítico, representado pela Formação Aprazível, que contém fragmentos deste granito e não mostra metamorfismo de contato (BRITO NEVES; SANTOS; VAN SCHMUS, 2000).
Figura 2- Distribuição das províncias estruturais no território brasileiro, os domínios da Província
Borborema, mapa geológico simplificado do Domínio Médio Coreaú e a área de trabalho.
2.2 PRINCIPAIS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS
As unidades pertencentes ao Domínio Médio Coreaú (DMC) serão descritas a seguir em ordem estratigráfica, iniciando da mais antiga (base), segundo as propostas de Costa et al. (1979), Gorayeb et al. (1988), Nascimento et al. (1981), Oliveira (2000) e Santos (1999), com base no mapa geológico da Folha SA.24-Fortaleza (VASCONCELOS et al., 2004). A coluna litoestratigráfica está sintetizada na Tabela 1.
O embasamento é representado pelo Complexo Granja (NASCIMENTO et al., 1981), que ocorre na porção central a noroeste do DMC, intercalado às rochas do Grupo Martinópole, tendo como limites a norte os sedimentos costeiros, a nordeste a Suíte Chaval, a sudeste as formações Ubajara e Jaibaras com o Granito Meruoca e a sudoeste a Bacia do Parnaíba. Reúne uma associação de rochas de alto a médio grau metamórfico, na facies granulito com retrometamorfismo pontual até xisto verde alto, constituída por gnaisses e granulitos de orto- e paraderivação, assim como migmatitos (SANTOS, 1999).
Santos et al. (2001) dividiram o Complexo Granja em três seqüências: seqüência I, representada por uma suíte de rochas com afinidade TTG (biotita gnaisses e anfibólio gnaisses) e anfibolitos restritos; seqüência II, composta de granulitos orto- e paraderivados, compostos por granulitos máficos, gnaisses enderbíticos, silimanita-granada gnaisses (kondalitos e kinzigitos) e seqüência III, formada pelos migmatitos estromáticos e bandados. Menciona também que os quartzitos associados estão relacionados a zonas de alta deformação e podem representar os produtos da milonitização de gnaisses.
Determinações geocronológicas U-Pb e Sm-Nd em gnaisses e granulitos de ortoderivação indicam idades entre 2,36 a 2,30 Ga, interpretado como a idade de cristalização de seus protólitos ígneos (FETTER et al., 2000; SANTOS et al., 2004; SANTOS et al., 2009). Idades U-Pb em titanita nos migmatitos e Sm-Nd nos granulitos forneceram valores variando entre 553 e 557 Ma, indicando o Ciclo Brasiliano como importante evento tectono-termal de geração de estruturas, granulitização e migmatização (SANTOS, 1999; SANTOS et al., 2008a).
2.2.1 Grupo Martinópole
O Grupo Martinópole compõe-se rochas metassedimentares de granulação fina depositadas em ambiente de baixa energia, correspondendo a um rift intracontinental em margem continental subsidente, evoluindo para condições marinhas em plataforma rasa, representando um ciclo tectonossedimentar completo (SANTOS et al., 2004; SANTOS; BRITO NEVES, 1984). Seu contato com o embasamento geralmente se dá por meio de cavalgamentos para NW e zonas de cisalhamento transcorrentes dextrais (SANTOS, 1999). É subdividido, segundo Prado et al. (1981) e Santos (1999), em quatro formações, da base para o topo: Goiabeira, São Joaquim, Covão e Santa Terezinha.
A Formação Goiabeira é formada por xistos diversos com granada, cianita e estaurolita, além de quartzitos ferríferos e paragnaisses quartzo-feldspáticos, que se originam de protólitos pelíticos, caracterizando típico metamorfismo barroviano em fácies anfibolito (SANTOS et al., 2004).
A Formação São Joaquim é composta principalmente por quartzitos, com intercalações subordinadas de xisto, rochas calcissilicáticas, formações ferríferas e metariolitos miloníticos, com paragêneses que incluem cianita, silimanita, muscovita e estaurolita, indicando metamorfismo de fácies anfibolito (SANTOS, 1999; SANTOS et al., 2004).
A Formação Covão é uma seqüência composta por muscovita-quartzo-sericita-clorita xistos e pequenas camadas de quartzito. A paragênese mineral (clorita-quartzo-mica branca) e as características microtectônicas do quartzo (lamelas e bandas de deformação, limite entre subgrãos) em quartzito sugerem condições de fácies prehnita-pumpelleyita a xisto verde (SANTOS et al., 2004; 2008a).
A Formação Santa Terezinha, no topo da seqüência, consiste de xistos ricos em quartzo, filitos variados, metapelitos, metacarbonatos (dolomitos, calcários e margas) com associações de cherts, grauvacas, diamictitos, ritmitos, quartzitos e metariolitos intercalados (SANTOS et al., 2004; 2008a).
Os metariolitos que ocorrem intercalados, tanto na Formação Santa Terezinha quanto na Formação São Joaquim foram analisados utilizando métodos U-Pb em zircão, com intercepto superior fornecendo a idade de 777±11 Ma (Criogeniano, do Neoproterozóico), interpretada como a idade de cristalização do
riolito e a probabilidade de sedimentação do Grupo Martinópole (FETTER et al., 2003).
2.2.2 Grupo Ubajara
Restrito à porção sul do Domínio Médio Coreaú, o Grupo Ubajara tem como limites ao norte a Falha Arapá, que o separa do Grupo Martinópole e do Complexo Granja. Sua porção sudoeste é limitada pela Bacia do Parnaíba, a parte sudeste está em contato com o Granito Mucambo onde desenvolve metamorfismo de contato e a porção nordeste é truncada pelo Granito Meruoca e parte do Grupo Jaibaras. Costa et al. (1979) subdividiu o Grupo Ubajara (na época Grupo Bambuí) em quatro formações, da base para o topo: Trapiá, Caiçaras, Frecheirinha e Coreaú.
A Formação Trapiá é composta por uma intercalação de metarenitos finos a grossos (quartzitos) de composição arcoseana, com metassiltitos e metaconglomerados subordinados, exibindo estratificação plano-paralela e cruzada de pequeno porte (GORAYEB et al., 1988).
A Formação Caiçaras, que se sobrepõe em contato gradacional com a seqüência anterior, é composta principalmente por ardósias roxas, vermelhas, cinza esverdeadas e amarronzadas com manchas esbranquiçadas (NASCIMENTO et al., 1981), apresentando foliação bem desenvolvida (clivagem ardoseana) e cortada por veios de quartzo (GORAYEB et al., 1988), podendo em algumas partes gradar até metasiltito amarelado.
A Formação Frecheirinha, em contato inferior transicional com a Formação Caiçaras, é formada por metacalcários de granulação fina e aspecto afanítico, geralmente piritosos, cor preta, cinza escura e cinza-azulado, mais raramente creme e rosado, com intercalações de delgados níveis margosos e grafitosos, metassiltitos e quartzitos finos escuros, assim como lentes de conglomerados (COSTA et al., 1979; GORAYEB et al., 1988).
A seqüência Ubajara é finalizada com a Formação Coreaú, sobreposta concordantemente em contatos transicionais e interdigitados com os calcários da Formação Frecheirinha (COSTA et al., 1979), e representa uma associação de sedimentos clásticos imaturos, com dominância de metarenitos arcoseanos finos de cor creme a cinza claro e metagrauvacas líticas escuras, geralmente
conglomeráticas, assim como hornfels nos contatos com os granitos intrusivos. (SANTOS; BRITO NEVES, 1984).
O Grupo Ubajara desenvolve um metamorfismo e uma estruturação mais simples, originando minerais de muito baixo grau metamórfico, que foram desenvolvidos em um mesmo evento deformativo, completada no Ciclo Brasiliano (HACKSPACHER; SOARES; PETTA, 1988), que variam de fácies de muito baixo grau (anquimetamorfismo), até baixo grau metamórfico (xisto verde) em condições epizonais (GORAYEB et al., 1988). Nos contatos com os Granitos Meruoca e Mocambo, há a geração de metamorfismo de contato, com fácies variando desde albita-epídoto hornfels até piroxênio hornfels (DANNI, 1972; GORAYEB et al., 1988; GORAYEB; COIMBRA, 1995; SANTOS; BRITO NEVES, 1984).
Novais, Brito Neves e Kawashita (1979) obtiveram para as litologias que constituem a base do Grupo Ubajara (Formação Caiçaras) pelo método Rb/Sr em rocha total, idades de metamorfismo em torno de 610 Ma, representado por um evento metamórfico em condições de baixo grau atuante durante o Ciclo Brasiliano, adotando idade de sedimentação em torno de 1000 Ma. Sial et al. (2000), baseado em isótopos estáveis de carbono, inferiram uma idade neoproterozóica superior para as rochas das Formações Trapiá-Frecheirinha. A idade mínima para o Grupo Ubajara é de 532 Ma, considerada a idade de cristalização do Granito Mucambo (SANTOS, 1999).
A Seqüência vulcânica Saquinho (SANTOS et al., 2004) compreende uma associação de rochas vulcânicas félsicas a intermediárias incluindo traquiandesitos, riodacitos, riolitos, brechas e tufos vulcânicos, carbonatos e arenitos ferruginosos que afloram em meio ao Grupo Ubajara, a sudoeste da cidade de Coreaú, abrangendo uma área de 30 km2 (SANTOS et al., 2002). Determinações U-Pb em zircão de um metariolito produziram uma idade de 1785±2 Ma, interpretada como a idade de cristalização (SANTOS, 1999) e correlacionado ao evento extensional paleoproterozóico ocorrido cerca de 1,8-1,7 Ga, reconhecido na América do Sul como Tafrogênese Estateriana (BRITO NEVES et al., 1995a), representando uma lasca tectônica alóctone, preservada em seqüências do Neoproterozóico (SANTOS, 1999).
2.2.3 Grupo Jaibaras
Localizado em toda a borda sudeste do Domínio Médio Coreaú, o Grupo Jaibaras representa uma seqüência sedimentar alojada em grábens e semigrábens. O Gráben Jaibaras, onde há exposições mais completas da seqüência, é delimitado pela Falha Café-Ipueiras e Massapê em sua extensão noroeste e pelo Lineamento Sobral-Pedro II a sudeste, todas de direção NE-SW. Compreende uma estrutura com 120 km de extensão e 10-20 km de largura que limita o grupo das demais unidades, separando-os das rochas do embasamento, do Grupo Ubajara, granitos Meruoca e Mocambo, assim como das unidades do Domínio Ceará Central por meio de falhas normais, além de ramificações para norte em contato com porção oeste do Granito Meruoca (OLIVEIRA, 2001). Sua porção sudoeste é coberta pela Bacia do Parnaíba.
O Grupo Jaibaras é composto por uma extensa exposição de depósitos continentais siliciclásticos imaturos com gradações verticais e laterais entre as formações Massapê e Pacujá, cronoequivalentes, intercaladas a rochas vulcanoclásticas da Suíte Parapuí. Sua acumulação se deu em áreas de relevo instável, com aproximadamente 3 km de espessura superficial, sendo considerada de idade cambriana (GORAYEB et al., 1988; OLIVEIRA; MOHRIAK, 2003).
A unidade basal é representada pela Formação Massapê (COSTA et al., 1979), que ocorre como uma sucessão de bancos espessos, restritos ao norte da cidade de Massapê e próximo a Aprazível e Coreaú (CE), reunindo ortoconglomerados polimíticos brechóides constituídos por fragmentos líticos angulosos a subarredondados com tamanhos entre 5 a 20 cm compostos por gnaisses, milonitos, gabros, anfibolitos, arenitos finos, siltitos, quartzarenitos, calcários, quartzo e feldspatos, originados dos grupos e Ubajara e Complexo Granja, envolvidos por uma matriz mal selecionada fina a média de composição areno-arcoseana de cores vermelha a cinza escura. Representa um fanglomerado depositado em forma de leques aluviais continentais em clima seco, onde os clastos diminuem com o distanciamento da área fonte (COSTA et al., 1979; JARDIM DE SÁ et al., 1979; MELLO, 1978; GORAYEB et al., 1988).
Ocorrendo concordantemente de forma gradacional e interdigitada à unidade inferior, a Formação Pacujá (COSTA et al., 1979) ocupa a maior parte do gráben Jaibaras, compreendendo uma associação de arenitos líticos e arcoseanos com
intercalações de pelitos e rochas vulcânicas, folhelhos vermelhos micáceos, grauvacas e horizontes conglomeráticos subordinados (COSTA et al., 1979; QUADROS, 1996). Os sedimentos da Formação Pacujá, segundo Quadros, Abreu e Gorayeb (1994), foram depositados em uma região de baixa energia em ambiente lacustre, sujeito a ação de ondas de tempestades e oscilações do nível da água, apresentando diversas feições que sugerem que sua área de sedimentação foi mais extensa, que chegava a ultrapassar, também, os limites atuais da bacia. Oliveira (2001) propõe que o conjunto sedimentar pode ser interpretado como um sistema fluvial que grada a um delta, e sistema lagunar localizado em porções mais distais.
Segundo Gorayeb et al. (1988), a geração do Gráben-Bacia Jaibaras está relacionada aos efeitos tectonotermais do evento Brasiliano, onde o Lineamento Sobral-Pedro II, de direção NE-SW, agiu como uma zona de transcorrência ou transcorrência – cavalgamento, com taxa elevada de estiramento da litosfera, dando origem a depressão que resultou na deposição do Grupo Jaibaras, além do aparecimento de fusões e geração de plutonismo.
Quadros (1996) assinala também que a Bacia de Jaibaras foi implantada a partir da reativação de anisotropias pré-existentes, ao longo das zonas de cisalhamento Arapá, Massapê, Sobral-Pedro II e Café-Ipueiras, onde as movimentações tectônicas relativas entre blocos proporcionaram alternâncias entre encurtamento e estiramento, refletindo diretamente na formação e inversão de bacias do tipo gráben assimétrico, sendo que a seqüência Massapê-Pacujá representa o primeiro pulso deposicional da bacia.
Nascimento e Abreu (1994) indicaram que o aparecimento de dobras e falhas inversas geradas concomitantemente ou logo após as manifestações magmáticas ali presentes sugere a atuação de um evento compressivo com marcante componente transcorrente em cinemática sinistral induzindo a uma fraca inversão estrutural da bacia.
Oliveira (2001) considera que Gráben Jaibaras é a resposta ao extenso rifteamento que separou as placas Laurentia e Báltica da placa Gondwana Oeste, sendo nucleado e desenvolvido segundo uma extensão regional, através de fortes pulsos tectônicos sucessivos e com uma direção de abertura NW-SE, com pequena componente transcorrente dextral, que gerou o espaço necessário para o alojamento passivo dos plutons associados e representando a fase rifte que precedeu a instalação da bacia intracratônica do Parnaíba.
O metamorfismo registrado no Grupo Jaibaras revela efeitos de muito baixo grau metamórfico, característico do anquimetamorfismo, que resultaram de transformações pela sobrecarga da pilha sedimentar e vulcânica, típicas de metamorfismo de soterramento, cujas profundidades atingiram no mínimo de 12 km em condições da fácies Prehnita-Pumpellyita ou no máximo da fácies Xisto Verde baixo (T=300 ºC e P=3 kbar) (GORAYEB; NASCIMENTO, 2010).
Uma datação Rb/Sr em fração argila e rocha total forneceu uma idade de 535±27 Ma para a Formação Pacujá, que pode representar tanto a idade da diagênese como a idade do anquimetamorfismo (NOVAIS; BRITO NEVES; KAWASHITA, 1979).
2.2.4 Suíte Parapuí
A Suíte Parapuí (GORAYEB et al., 1988) representa uma extensa sucessão de rochas vulcânicas a subvucânicas ácidas a básicas em forma de derrames, diques e soleiras, reunindo predominante basaltos, níveis restritos de riolitos e depósitos vulcanoclásticos piroclásticos e epiclásticos, intercalada às seqüências do Grupo Jaibaras (NASCIMENTO, 2000).
Os basaltos compreendem Labradorita/ Andesina Basalto, Olivina Basalto, Magnetita/Ilmenita Basalto e Traquibasalto. Possuem cor preta, variando para cinza escura e castanha, são afaníticos, holocristalinos ou hipovítreos, mas ocorrem exemplares microporfiríticos com matriz intergranular ou intersertal.
Entre os derrames são freqüentes estruturas fluidais, brechas de fluxo, superfícies vítreas e zonas amigdaloidais preenchidas por clorita, zeólitas, carbonato e epidoto, raramente quartzo e prehnita (NASCIMENTO; GORAYEB, 2004). É proposta a utilização dos termos mugearito e hawaiíto por Almeida e Andrade Filho (1999a) em substituição à designação de andesina basalto.
Os riolitos formam derrames de lavas porfiríticas e fluidais relativamente pequenos e são rochas de cor marrom-avermelhada, granulação fina, holocristalinas ou hipovítreas, textura porfirítica ou glomeroporfirítica em que os fenocristais de álcali-feldspato, quartzo e plagioclásio estão envoltos em matriz felsítica, microcristalina (NASCIMENTO, 2000). As rochas vulcanoclásticas se distribuem amplamente por toda a área de ocorrência, constituindo extensos níveis
estratificados ou maciços, associados ou não aos derrames basálticos e riolíticos que ocorrem intercalados à pilha sedimentar. São classificadas em brecha de topo de derrame, depósitos epiclásticos e depósitos piroclásticos (CORRÊA, 1997; NASCIMENTO, 2000).
A suíte apresenta transformações hidrotermais relacionadas ao fraco metamorfismo que afetou a região, evidente somente à escala do mineral, como saussuritização dos plagioclásios, substituição dos cristais de clinopiroxênio por tremolita-actinolita e clorita, além da presença de carbonato e clorita na matriz. Ademais, a presença de cristais radiais bem formados de epidoto e prehnita nas amígdalas e discreta foliação nos basaltos são evidências do metamorfismo regional que alcançou condições da fácies xisto verde baixo, nas rochas do Gráben Jaibaras (GORAYEB; NASCIMENTO, 1997).
A Suíte Parapuí foi alocada durante a tectônica extensional de instalação da Bacia de Jaibaras no seu estágio rifte e representa um magmatismo intracontinental subaéreo com efusões e explosões (NASCIMENTO, 2000). Determinações geocronológicas U-Pb por laser ablation em zircões de riolito coletado próximo a arenitos da Formação Pacujá, forneceram a idade de 535,6 ± 8,5 Ma, representando provavelmente a fase inicial do magmatismo intrabacial que perdurou até a deposição da Formação Aprazível (GARCIA et al., 2010).
2.2.5 Unidades Plutônicas
Diversos plútons graníticos afloram no Domínio Médio Coreaú e guardam relação genética com o evento orogênico que consolidou a Província Borborema (Ciclo Brasiliano). Esses granitos estão concentrados principalmente em zonas de falhas e cinturões de cisalhamento, que afetaram alguns destes corpos, e foram divididos em sin-, tardi- e pós-tectônicos, de acordo com o evento que os gerou.
A Suíte Chaval (DELGADO et al., 2003) aflora no extremo noroeste do DMC, ocorre entre o Complexo Granja e a Formação Goiabeira (Grupo Martinópole), separado em sua porção sudeste pela Zona de Cisalhamento Santa Rosa. Em sua porção norte e sudoeste, é coberta parcialmente pelos sedimentos costeiros e Bacia do Parnaíba, respectivamente. Segundo Gorayeb, Abreu e Moura (1995) compreende um plúton de dimensões batolíticas, com mais de 2000 km2, constituído
predominantemente de metagranito leucocrático de cor cinza, com matriz fanerítica grossa e textura dominantemente porfirítica, composta por fenocristais euédricos de microclina pertítica e zonada, de até 8 cm. As variedades faciológicas são formadas por monzogranitos, granodioritos, quartzo-monzonitos e quartzo-sienitos (NASCIMENTO et al., 1981).
É um corpo que possui em toda a sua extensão, evidências de transformações tectono-metamórficas associadas a texturas magmáticas (GORAYEB; ABREU; MOURA, 1995), sendo que em suas bordas apresenta foliação milonítica dada pela deformação plástica do quartzo e biotita, a qual é atenuada em direção ao centro do corpo, onde se percebe apenas discreta orientação de fluxo magmático, indicada pela orientação preferencial do K-feldspato euédrico (SANTOS, 1999).
Possui idade de cristalização a partir do método U-Pb em monazita de 591±10 Ma. Estes dados indicam que a Suíte Chaval é uma granitogênese sin- a tardiorogênica, gerada na primeira fase colisional relacionada ao Ciclo Brasiliano, sendo posteriormente afetada em suas bordas por falhas transversais transcorrentes de direção NE-SW (SANTOS, 1999).
O Granito Tucunduba (PALHETA; LEMOS, 1991) é um plúton isolado, encaixado nos gnaisses do Complexo de Granja, localizado a aproximadamente 13 km a nordeste da cidade de Senador Sá (CE). Constitui um corpo de forma alongada e amendoada, e dimensões de um “stock”, com área de aproximadamente 30 km, eixo maior de 9,5 km e menor de 3 km (NASCIMENTO et al., 1981), situado entre duas zonas de cisalhamento orientadas NE-SW. É composto, segundo Costa et al. (1979), por sienito grosseiro com pórfiros de oligoclásio maclado de até 8 cm, imerso em uma matriz fina a média de cor verde escura, transformado para cataclasitos e milonitos. Estudos realizados por Palheta e Lemos (1991), indicam tratar-se de granitos porfiríticos com variações para granodioritos, afetados por deformação dúctil, com taxa de deformação crescendo do núcleo para as bordas, onde no núcleo predominam protomilonitos, seguido de milonitos intermediários e ultramilonitos nas bordas do corpo.
A estruturação e geração da foliação milonítica e lineação ocorreu, segundo Santos (1999) pela deformação de alta a baixa temperatura causada por duas zonas transcorrentes dextrais que limitam o corpo (Água Branca e Senador Sá), orientadas concordantemente aos gnaisses encaixantes. O paralelismo entre feldspatos
euédricos recristalizados e alongados e de feldspato sigmoidal dão evidência de que os processos magmáticos no momento da colocação ocorreram de forma concomitante com o desenvolvimento da foliação. A geometria do plúton Tucunduba e a ausência de uma auréola de metamorfismo de contato sugerem que a colocação ocorreu de forma sin-deformacional, dentro de uma estrutura tipo pull-apart, perto do final da tectônica transcorrente durante o rápido soerguimento e resfriamento da encaixante, sendo considerada uma granitogênese sin- a pós-colisional relacionado ao Ciclo Brasiliano. Determinações U-Pb em zircão forneceram uma idade de 563±17 Ma, interpretada como a idade de cristalização do granito (SANTOS et al., 2008a).
Expressivos corpos graníticos ocorrem alinhados ao feixe de falhas de direção NE-SW que compõem o Lineamento Transbrasiliano (Café-Ipueiras, Sobral-Pedro II e Massapê), perfazendo contatos tanto intrusivos quanto tectônicos, nas rochas do embasamento e das unidades supracrustais, integrando a Suíte Meruoca (GORAYEB et al., 1988), composta pelo Granito Meruoca, Mucambo, Serra da Barriga e Feixe de Diques Aroeira.
O Granito Meruoca possui formato retangular, com eixo maior seguindo a orientação da falha Café-Ipueiras e dimensões de um batólito (513 km2). Três fácies principais foram reconhecidas por Gorayeb et al. (1988), sendo a predominante biotita-hornblenda-ortoclásio-granito de cor marrom avermelhado, seguido de faialita-ortoclásio-granito de cor cinza esverdeada, todos de granulação grossa, assim como fácies de borda de resfriamento e diques de granulação média, levemente rosados e porfiríticos representado por microgranitos. Sial (1989) comenta que maior parte do batólito é formada por granito vermelho-tijolo (álcali-feldspato granitos), enquanto que na porção norte predomina a variação cinza a verde com faialita, sendo comum granófiros e diques de diabásio cortando o granito. O granito é maciço e isotrópico, não mostrando evidências de foliação ou acamamento sintectonico, mas ocorrem zonas catacláticas relacionadas a falhamentos posteriores à sua colocação (NASCIMENTO et al., 1981; SIAL, 1989).
O Granito Mucambo está localizado mais a sudoeste em relação ao Meruoca, possui forma de meia-pêra e área de 290 km2. Em todo o flanco sudeste é seccionado pela falha Café-Ipueiras, em contato tectônico com o Grupo Jaibaras, enquanto que no restante, estabelece relações intrusivas com as rochas do Grupo Ubajara, onde desenvolve metamorfismo de contato, com uma auréola de 3 km em
fácies desde albita-epídoto hornfels até piroxênio hornfels (COSTA et al., 1979; GORAYEB; COIMBRA, 1995). As seguintes fácies foram determinadas por Gorayeb e Soares (1995): facies predominante com fayalita e clinopiroxênio representada por sieno e monzogranitos, além de sienitos e quartzo-monzonitos subordinados, seguido de fácies micrograníticas concentradas nas bordas do corpo com sienogranitos porfiríticos exibindo fenocristais de quartzo e feldspatos com até 2 cm. Próximo às bordas ocorre uma fácies relacionada a enclaves englobadas na massa granítica, com dimensões centimétricas a métricas e contatos bruscos ou difusos, originando-se das rochas encaixantes ou mesmo da própria câmara magmática (autólitos). A fácies pegmatítica e aplítica, compostas por veios, bolsões e pequenos diques hololeucocráticos de composição quartzo-feldspática a duas micas e turmalina representa fase tardia restrita à borda do corpo. Sial (1989) menciona a presença de intenso cisalhamento cortando o granito, com geração de augen-gnaisses e estrutura milonítica, assim como presença de fluxo-magmático.
O Granito Serra da Barriga é um corpo semicircular com 6,5 km de diâmetro, 740 m de altitude e dimensões de um stock (34 km2), representando um “plug” em contato brusco e intrusivo nos gnaisses do Domínio Ceará Central (COSTA et al., 1979; SANTOS; BRITO NEVES, 1984). É composto por granitos leucocráticos isotrópicos de granulação grossa e cor rosa esbranquiçada, com variações porfíríticas de granulação mais fina e cor branca a cinza, restritas a porções mais periféricas. São predominantemente monzogranitos, com sienogranitos, quartzosienitos e quartzomonzonitos subordinados (TAVARES JR.; LAFON; GORAYEB, 1991). Mattos (2005) assinala a predominância de sienogranitos de cor rosa a branco acizentado no stock (95,3%) e subordinadamente, monzogranitos porfiríticos de cor rosa acinzentado (4,7%).
Ao longo da borda oeste do Granito Meruoca, na CE-364 (Coreaú-Aprazível), ocorre um feixe de diques lineares subparalelos e subverticais de direção W-E a WSW-ENE que cortam as rochas do Grupo Ubajara e Jaibaras, interligando-se ao plúton, correspondendo ao Feixe de Diques Aroeira (TEIXEIRA et al., 2010). Alguns constituem verdadeiras muralhas, possuindo até 15 km de extensão e espessuras métricas a decamétricas, geralmente em afloramentos descontínuos (ALMEIDA; ANDRADE FILHO, 1999b; SIAL, 1989; TAVARES JR.; GORAYEB; LAFON, 1990). São tipos predominantemente ácidos, compostos por riolitos, riodacitos, microgranitos microgranodioritos e granófiros, com texturas porfiríticas e
matriz félsica, microgranular, esferulítica ou micrográfica (TAVARES JR.; GORAYEB; LAFON, 1990; TEIXEIRA et al. 2010). Além destes litotipos, Sial (1989) menciona a presença de andesitos, latitos, quartzo dioritos e dacitos, sendo que Almeida e Andrade Filho (1999b) incluíram corpos basálticos aflorando como pequenos blocos ou diques de menos de 1 m, sendo comum a presença de enclaves nestes corpos, tanto como xenólitos com bordas de reação como autólitos.
Outros corpos graníticos estão situados no Domínio Ceará Central, podendo estar vinculados à Suíte Meruoca. Dentre estes, os granitos isotrópicos Pajé,
Morrinho e São Paulo. As características geoquímicas mostram que suas rochas
são de composição alcalina, peralcalina e subalcalina, tendo forte semelhança com granitos tipo-A de ambientes intraplaca e granitos pós-tectônicos alcalinos (LAFON; GORAYEB; TAVARES JR., 1992).
Diversas determinações geocronológicas foram realizadas nesses corpos, como por exemplo, 523±9 Ma U-Pb SHRIMP em zircão no Granito Meruoca (ARCHANJO et al., 2009), 532±7 Ma U-Pb em zircão no Granito Mocambo (FETTER et al., 1997), 523±20 Ma Pb-Pb em zircão no Feixe de Diques Aroeiras (TEIXEIRA et al., 2010), 522±8 U-Pb em monazita no Granito Serra da Barriga (MATTOS, 2005), 524±12 Rb-Sr no Granito Pajé e 510 Ma Rb-Sr no Granito Morrinho (LAFON; GORAYEB; TAVARES JR., 1992). Estes resultados foram interpretados como idades de cristalização destes corpos, indicando uma época de intensa granitogênese na região noroeste de Ceará durante o final do Neoproterozóico até o início do Paleozóico, no estágio final do Ciclo Brasiliano (LAFON; GORAYEB; TAVARES JR., 1992; SANTOS; BRITO NEVES, 1984).
Oliveira (2001) tece algumas considerações sobre o magmatismo e a formação da bacia Jaibaras. Quatro atividades ígneas, todas separadas temporal e espacialmente foram geradas durante a evolução tectônica do rifte que alocou a bacia. A primeira fase magmática envolve a formação do Feixe de Diques Aroeiras e representa o início do processo extensional de nucleação da bacia. Com a continuidade deste regime, a reativação de zonas de cisalhamento provocou o alojamento do Granito Mucambo. A sedimentação do rifte Jaibaras foi acompanhada da instalação de grande volume de magmas predominantemente básicos na forma de soleiras, diques e derrames da Suíte Parapuí. Representando o último pulso ígneo da bacia, ocorreu a intrusão do Granito Meruoca.
2.2.6 Formação Aprazível
A Formação Aprazível ocorre como afloramentos isolados em forma de blocos e lajedos, geralmente paralelos a zona de falhas, escarpas e blocos subsidentes localizados na bacia de deposição do Gráben Jaibaras, e recobre em discordância erosiva e tectônica, as formações Pacujá, Massapê e parte do Granito Meruoca (COSTA et al., 1979; NASCIMENTO et al., 1981). Segundo Quadros (1996) é constituída predominantemente por conglomerados, com arenitos e intercalações de arenitos/pelitos subordinados.
Os conglomerados são polimíticos e brechóides, suportados pelo arcabouço (ortoconglomerados) com gradações laterais para litologias suportadas pela matriz. Os clastos do arcabouço variam de grânulos a matacão e são compostos predominantemente por rochas vulcânicas básicas, intermediárias a ácidas, e subordinadamente, por arenitos, pelitos, siltitos, conglomerados, granitos, gnaisses, rochas calcissilicáticas, hornfels, anfibolitos, xistos, filitos, quartzitos, mármores, milonitos, feldspatos e quartzo leitoso (GORAYEB et al., 1988; QUADROS, 1996; TEIXEIRA et al., 2004), originados de todas das unidades inferiores à Formação Aprazível, inclusive dos granitos Meruoca e Mucambo (COSTA et al. 1979). A matriz é areno-argilosa fina a muito fina, com variações para granulometria grossa a muito grossa, localmente micro-conglomerática e de composição arcoseana.
Estes conglomerados gradam para arenitos conglomeráticos e arenitos médios a finos, exibindo estratificação plano-paralela e cruzada acanalada de médio porte, com lentes de arenitos finos micáceos de coloração cinza-amarelada de tons esbranquiçados e laminação plano-paralela.
Teixeira et al. (2004) reportam a presença de golfos nos clastos vulcânicos, invadidos pela própria matriz clástica, que indica plasticidade no momento da incorporação do sedimento, assim como intercalações lenticulares de riolito, de comprimento métrico e espessura centimétrica em meio a conglomerados organizados, mostrando certo sincronismo entre o vulcanismo e a sedimentação.
A fácies psamítica da Formação Aprazível é constituída por arenitos arcoseanos médios a grossos maciços com incipiente estratificação cruzada, levemente micáceos, com pelitos intercalados. Apresentam laminação plano-paralela gradando para laminação cruzada cavalgante e, localmente, estratificação cruzada acanalada de pequeno porte, laminação convoluta e lineação de partição.
Na superfície das camadas ocorrem marcas onduladas simétricas e assimétricas do tipo lingóide. Os pelitos, por sua vez, exibem coloração roxa acinzentada com camadas centimétricas a milimétricas, apresentam laminação plano-paralela e ocasionalmente gretas de contração irregulares, preenchidas por arenitos arcoseanos médios.
Os sedimentos da Formação Aprazível representam típicos fanglomerados depositados em cones (leques) e planícies aluviais ao longo de linhas de falhas ou escarpas de qualquer natureza, associados a ambientes continentais de relevo com grandes desníveis, assim como em ambiente lacustre sob clima seco, representando a seqüência relacionada ao segundo e último pulso deposicional no Ordoviciano, em uma área de deposição mais restrita, fortemente controlada por nova reativação de falhamentos pré-existente e pelas zonas de cisalhamento Sobral-Pedro II e Café-Ipueiras, ocorrendo depois da deposição da Formação Pacujá e da colocação dos granitos da Suíte Meruoca, os quais serviram como áreas-fonte, e antes da deposição dos sedimentos do Grupo Serra Grande da Bacia do Parnaíba (COSTA et al., 1979; MELLO, 1978; QUADROS, 1996; TEIXEIRA et al., 2004).
Eon Era Periodo Unidade Litoestratigráfica Litologia Idade (Ma) Método Faner oz ói co Pal eo zói ca
Ordoviciano Formação Aprazível
Conglomerados polimíticos brechóides formado por clastos das unidades adjacentes e dos granitos Meruoca e Mucambo, com arenitos e intercalações de arenitos/pelitos subordinados.
Cambriano
Suíte Meruoca
K-feldspato granitos avermelhados a cinza, monzogranitos, sienogranitos, monzonitos, sienitos, quartzosienitos, quartzomonzonitos, microgranitos, com faialita e hornblenda e fácies pegmatítica e aplítica.
532±7 U-Pb em zircão Suíte Parapuí Basaltos e níveis restritos de riolitos, com depósitos vulcanoclásticos piroclásticos e epiclásticos 535±8,5 U-Pb em zircão
G rupo J ai bar as Formação Pacujá
Arenitos arcoseanos com intercalações de pelitos e rochas vulcânicas, folhelhos vermelhos micáceos, grauvacas e horizontes conglomeráticos
subordinados 535±27
Rb-Sr em rocha
total Formação
Massapê Ortoconglomerados polimíticos brechóides formado por clastos do Complexo de Granja e Grupo Ubajara.
Neopr oter oz ói ca Ediacariano
Granito Tucunduba Granitos porfiríticos com variações para granodioritos, geralmente milonitizados 563±17 U-Pb em zircão Suíte Chaval Metagranito porfirítico, leucocrático, com variações para monzogranitos, granodioritos,
quartzo-monzonitos e quartzo-sienitos. 591±10 U-Pb em monazita Criogeniano G rupo Ubaj ar a Formação Coreaú
Arenitos arcoseanos finos e grauvacas conglomeráticas.
610 Rb-Sr em rocha total Formação
Frecheirinha
Metacalcários afaníticos de cor preta, geralmente piritosos, com intercalações de delgados níveis margosos e grafitosos, metassiltitos, quartzitos e lentes de conglomerados.
Formação Caiçaras
Ardósias roxas, vermelhas, cinza esverdeadas e amarronzadas com manchas esbranquiçadas, geralmente cortadas por veios de quartzo. Formação
Trapiá Metarenitos de composição arcoseana, com metassiltitos e conglomerados subordinados.
G rupo Mar tinópo le Formação Santa Terezinha
Xistos ricos em quartzo, filitos, metapelitos,
metacarbonatos (dolomitos, calcários e margas) com associações de cherts, grauvacas, diamictitos, ritmitos, quartzitos e metariolitos intercalados.
777±11 U-Pb em zircão Formação
Covão Muscovita-quartzo-sericita-clorita xistos, mármores, metavulcânicas e pequenas camadas de quartzito. Formação
São Joaquim
Quartzitos puros e micáceos com intercalações de xistos, calcissilicáticas, formações ferríferas e metariolitos miloníticos. A assembléia mineral inclui cianita, silimanita, muscovita e estaurolita. Formação
Goiabeira
Xistos diversos contendo sericita, clorita, muscovita, biotita, granada, estaurolita e cianita, quartzitos ferríferos e paragnaisses quartzo-feldspaticos
Proter oz ói co Pal eopr oter oz ói
ca Estateriano Seqüência Vulcânica Saquinho
Traquiandesitos, riodacitos, riolitos, brechas e tufos
vulcânicos, carbonatos e arenitos ferruginosos 1785±2
U-Pb em zircão Sideriano Complexo Granja Gnaisses, granulitos, anfibolitos e migmatitos de orto- e paraderivação 2360 a 2300 U-Pb e Sm-Nd
Tabela 1- Coluna litoestratigráfica do Domínio Médio Coreaú.
3 O METAMORFISMO DE CONTATO
3.1 CARACTERÍSTICAS GERAIS
O termo metamorfismo de contato foi introduzido por Delesse (1857 in CALLEGARI; PERTSEV, 2007) para designar o processo de transformação das rochas causada pelo aumento local da temperatura emanada por corpos magmáticos, diferenciando dos processos que ocorrem no metamorfismo regional. A Subcomissão de Sistemática das Rochas Metamórficas (SCMR), da União Internacional das Ciências Geológicas (IUGS) recomenda este termo e define: tipo
de metamorfismo de extensão local que afeta as rochas encaixantes ao redor de corpos magmáticos colocados em uma variedade de ambientes, desde vulcânico até profundidades do manto superior, ambos em cenário continental e oceânico
(CALLEGARI; PERTSEV, 2007).
A zona de influência do metamorfismo de contato é chamada de auréola de contato e sua extensão pode variar da escala milimétrica a quilométrica, dependendo do tamanho do plúton e da temperatura do magma em relação à rocha encaixante. O grau metamórfico aumenta de forma concêntrica ao aproximar-se da fonte magmática, podendo-se identificar em mapa, rochas encaixantes não metamorfizadas, rochas da auréola externa e rochas da auréola interna (rochas do contato), com individualização das zonas em termo de fácies (BEST, 2003). É importante ressaltar que as auréolas nem sempre são homogêneas, levando-se em conta a forma do corpo magmático e de eventos posteriores à intrusão.
Quando acompanhada de substancial transferência de massa (mudança na composição da rocha original), através da circulação dos fluidos magmáticos associados aos produtos finais de cristalização, da água estrutural e água de formação influenciadas pela temperatura (soluções hidrotermais), é chamado de metassomatismo de contato (CALLEGARI; PERTSEV, 2007; MATTOS, 2004).
Spear (1993) destaca que o metamorfismo de contato pode ocorrer em diferentes domínios tectônicos, em qualquer ponto onde ocorra uma atividade ígnea, tanto em ambientes orogênicos e anorogênicos, assim como em ambiente intraplaca ou em margens de placas. As auréolas se desenvolvem melhor em ambientes anorogênicos, onde os batólitos graníticos intrudem rochas sedimentares em níveis
médios a superiores da crosta, onde a temperatura e a pressão é relativamente baixa (<4kbar). Uma pequena intrusão (um dique de 10 m de espessura) irá esfriar mais rapidamente (dezenas de anos), causando um efeito muito pequeno, enquanto que um batólito pode demorar dezenas de milhares de anos para esfriar, produzindo uma extensa auréola.
O produto resultante deste tipo de metamorfismo nas rochas encaixantes, independente de sua composição e estrutura, é um tipo de rocha peculiar chamado de hornfels ou cornubianito (WINKLER, 1977). Possui como característica a estrutura maciça e isotrópica, cor variando de branca acinzentada a negra, além de ser extremamente dura, com fratura conchoidal (CALLEGARI; PERTSEV, 2007). Microscopicamente apresenta granulação fina e trama recristalizada, com cristais idioblásticos a subidioblásticos, textura granoblástica, nematoblástica, porfiroblástica, poiquiloblástica e decussada. Embora o principal parâmetro envolvido neste tipo de metamorfismo seja a temperatura e não a deformação, pode ocorrer rochas foliadas originadas de sedimentos pelíticos, como ardósias mosqueadas e xistos (YARDLEY, 2004; WILLIAMS; TURNER; GILBERT, 1970). Outro produto relacionado ao metamorfismo de contato são os escarnitos (skarns) ou tactitos, que são rochas calciossilicáticas ou carbonáticas modificadas pelo metassomatismo de contato.
3.2 FATORES DO METAMORFISMO DE CONTATO
O principal parâmetro envolvido no metamorfismo de contato gira em torno de uma grandeza física que é a temperatura e sua influência na rocha encaixante. A fonte de calor, massa e energia mecânica provém do magma e seu processo de resfriamento ocorre por condução, ou seja, transmissão de calor para as rochas encaixantes. Além disso, Jaeger (1964) considera que há várias complicações envolvidas em uma intrusão e suas conseqüências nas rochas encaixantes, enumerando alguns fatores principais:
1. Temperatura inicial do magma;
2. Propriedade térmica do magma e seu calor latente, além da variação de solidificação;
3. Propriedade térmica da(s) rocha(s) encaixante(s) e a possibilidade desta ser diferente em relação ao magma;
4. A temperatura inicial da rocha encaixante e a possibilidade de estar pré-aquecida (por fluidos quentes) antes da atual intrusão;
5. O mecanismo da intrusão, ou seja, se foi súbita ou ocorreu durante um período de tempo;
6. O efeito térmico da água ou o metamorfismo na rocha encaixante; 7. O efeito da espessura da cobertura;
8. Transporte de calor por meio de voláteis advindos do magma. 9. O efeito da convecção no magma após sua colocação.
Baseado nessas implicações pode-se considerar que os eventos dentro da intrusão, como o progresso de cristalização, o tamanho dos cristais, o mecanismo de diferenciação, etc, estão em causa. Por outro lado, se os eventos fora da intrusão são de interesse primário, o magma é considerado apenas como uma fonte de calor e seu comportamento se torna cada vez menos detalhado e importante, sendo que as transformações nas rochas encaixantes podem fornecer dados inferidos sobre a temperatura em que estas ocorreram.
3.3 FÁCIES DO METAMORFISMO DE CONTATO
Turner (1981) faz uma explanação acerca das implicações físico-químicas, demonstrando que as fácies do Metamorfismo de Contato ocorrem comumente em baixas pressões (3-4 kbar) e elevadas temperaturas (300-1000°C), sendo divididas em 4 fácies principais (Figura 3): albita-epidoto hornfels, hornblenda hornfels, piroxênio hornfels e sanidinito. Estas fácies correspondem a paragêneses distintas e bem conhecidas em rochas de composições pelíticas, quartzo-feldspáticas, psamopelíticas, básicas e carbonáticas.
A fácies albita-epidoto-hornfels (T=300-400ºC) é típica de porções mais externas das auréolas de contato, onde o efeito termal declina. Sua paragênese é similar à encontrada na fácies xisto verde, exceto pelo aparecimento de fases de baixa pressão como a andalusita. As assembléias minerais em rochas pelíticas são: quartzo, albita, epidoto, muscovita ou andalusita, clorita, biotita; rochas
